Le bassin de Bandung est un plateau entouré de plusieurs montagnes et de volcans actifs. La morphologie du bassin s’est formée en raison de l’activité tectonique et volcanique au cours du Quaternaire. D’épais sédiments lacustres se sont déposés dans le bassin au cours du Quaternaire supérieur. Ces dépôts pourraient dissimuler plusieurs failles enfouies. La faille de Lembang est située dans la partie nord du bassin de Bandung, où se trouve la ville de Bandung. Administrativement, ce bassin est situé dans la province de Java Ouest et entouré de plusieurs montagnes, qui sont associées à des failles cartographiées (Figure 1). Bandung est une ville densément peuplée en Indonésie. Elle est entourée de plusieurs failles qui peuvent potentiellement être des sources de séismes. En ce qui concerne la réduction des risques de catastrophes, il est important de révéler la sismicité dans cette zone. Nous avons étudié les activités sismiques autour de la faille de Lembang, la faille la plus voyante du bassin.

La formation de la faille de Lembang a été expliquée par Dam . Au Quaternaire inférieur-moyen, le haut plateau orienté ouest-est avec les plus anciens volcans du complexe Burangrang-Sunda (y compris le volcan Tangkubanperahu), les crêtes et pics volcaniques du nord-est de la région de Lembang, et la plupart des terrains volcaniques entre Bandung et Sumedang se sont formés. Après l’édification du volcan de la Sonde, un effondrement gravitationnel, dû au chargement d’énormes quantités de dépôts volcaniques sur des sédiments marins ductiles, a provoqué des failles de chevauchement et des structures diapiriques dans les strates proches de la surface des pentes du pied nord (Van Bemmelen, ). Le rifting associé aux éruptions catastrophiques de rupture de secteur a détruit les cônes volcaniques, tandis que la dépressurisation du réservoir magmatique principal a entraîné une faille normale et la formation de la faille de Lembang. Cette faille, avec un escarpement impressionnant, a été étudiée par Tjia , qui a conclu qu’il y avait eu à la fois un déplacement plus ancien en dip-slip et plus jeune en strike-slip.

Une étude paléosismologique récente montre plusieurs preuves d’activités passées proches de la faille. Cette étude a conclu qu’au cours des 2 derniers kyrs, la faille de Lembang a été capable de produire des tremblements de terre de magnitude ~ 6,8 et 6,6 à environ 2 et 0,5 kyrs BP respectivement. En conséquence, la faille peut être capable de déclencher des tremblements de terre de magnitude comparable à l’avenir.

Le bassin de Bandung tel que vu dans (Figure 1) agira pour amplifier les ondes sismiques si la faille de Lembang génère un tremblement de terre. Le niveau d’amplification dépend de l’épaisseur des sédiments. La structure des sédiments a été étudiée à l’aide de la méthode des réseaux de microtempératures, qui a montré que le socle le plus profond atteint environ 3,5 km. L’amplification des ondes sismiques dans le bassin de Bandung a été simulée par Afnimar en utilisant la méthode de Haskell.

Bien que l’étude paléosismologique de la faille de Lembang montre des preuves de failles importantes dans le passé, la sismicité autour de la faille de Lembang est généralement très faible et la plupart du temps non détectée par les gens. Le 21 juillet 2011, un tremblement de terre de magnitude 2,9 et le 28 août 2011, un tremblement de terre de magnitude 3 (rapport du BMKG) ont été parmi d’autres ressentis par les gens et ont causé des dommages aux maisons à proximité de la zone de faille, et ont été enregistrés par le réseau sismique local autour de la faille. Jusqu’à présent, aucune étude sismique détaillée de la faille de Lembang n’a été réalisée. Dans cette étude, nous l’étudions en utilisant la relocalisation de l’hypocentre (y compris la détermination de la vitesse 1-D) et l’analyse du mécanisme focal.

Les données

Un réseau sismique temporel (figure 2) a été déployé autour de la faille de Lembang par le BMKG de mai 2010 à décembre 2011. Quatre sismomètres Taurus-Nanometrics sont installés à Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong et autour de Cibodas. Au milieu de l’année 2010, deux sismomètres ont été déplacés de Parompong et Cibodas vers le volcan Tangkubanperahu (TKP) et Ciater (ATR), pour éviter les bruits des activités agricoles. Pendant ces deux années, le réseau a enregistré environ 15 tremblements de terre. Cette recherche n’analysera que les événements ceux qui proviennent de la zone autour de Lembang.

Un exemple de la forme d’onde sismique enregistrée est montré dans (Figure 3). Le choix de l’arrivée de l’onde P est basé sur son apparition qui est clairement visible sur les sismogrammes. Il est plus difficile de trouver le début de l’onde S, en particulier dans le sismogramme de la station MYN. Heureusement, les composantes horizontales des sismogrammes des stations LEM, TKP et ATR montrent clairement le début de l’onde S. La détection des ondes S de ces trois stations pourrait servir de guide pour trouver la phase des ondes S sur le sismogramme de la station MYN. Une ou deux phases ont été observées à la station MYN avant l’arrivée de l’onde S. Ces phases sont probablement produites par des réflexions dues à la présence de l’onde S dans le sol. Ces phases sont probablement produites par des réflexions dues à une structure compliquée au nord de cette station.

Méthodes

La première étape qui devrait être faite sur l’analyse du tremblement de terre est la détermination de la localisation du tremblement de terre. La localisation d’un séisme comprend une position géographique, une profondeur et un temps d’origine. L’heure d’origine peut être déterminée à l’aide de ce que l’on appelle un diagramme de Wadati . Le résultat du diagramme de Wadati est une entrée de la méthode d’inversion du gradient qui est généralement utilisée pour localiser un événement. C’est la raison pour laquelle cette méthode est souvent utilisée pour la détermination d’un événement unique (SED). La structure de vitesse utilisée dans cette étape est devinée à partir des structures géologiques autour de la faille de Lembang. Cette méthode d’inversion a été introduite et appliquée pour la première fois par Geiger et appelée la méthode Geiger de localisation des séismes. Le résultat de la méthode SED doit être recalculé en raison de l’hétérogénéité des structures autour de la faille de Lembang. Une méthode de localisation conjointe de l’hypocentre (JHD) a d’abord été proposée par Douglas pour tenir compte du temps résiduel à toutes les stations (correction des stations) causé par l’hétérogénéité de la vitesse des emplacements des stations. Kissling et al. ont étendu la méthode JHD en incluant un modèle de vitesse 1-D comme paramètre dans l’inversion.

Pour estimer le mécanisme du séisme, l’inversion du tenseur de moment développée par Kuge est appliquée dans cette recherche. La solution optimale du tenseur de moment est atteinte par le meilleur ajustement entre l’observation et les formes d’onde synthétiques par le processus d’inversion. Les formes d’ondes synthétiques sont calculées par la méthode de réflectivité étendue développée par Kohketsu. La structure de vitesse où la forme d’onde synthétique est calculée est le modèle de vitesse 1-D résultant du JHD. Les formes d’onde de vitesse d’observation sont coupées du début de l’onde P à l’impulsion de l’onde S (fenêtrage de 5 à 10 s) et sont filtrées à 0,075-0,25 Hz en utilisant SAC. Parfois, pour les petits événements, les formes d’onde de vitesse d’un événement sont intégrées pour obtenir les formes d’onde de déplacement afin de réduire le modèle de sonnerie. Nous montrons les sorties originales liées à l’événement de plus grande magnitude (Figure 4) et à celui de plus faible magnitude (Figure 5). L’ajustement entre les formes d’onde d’observation et les formes d’onde synthétiques pour tous les événements est variable et est identifié par la valeur de la variance (voir les figures 4 et 5). Bien qu’il y ait une variation des valeurs de variance, les formes d’onde synthétiques couvrent toujours la tendance des formes d’onde d’observation. Les formes d’onde d’observation enregistrées à la station TKP sont bruyantes et ne s’adaptent pas bien aux formes d’onde synthétiques. Même pour certains événements, par exemple celui de la figure 5, les formes d’onde d’observation ne peuvent être identifiées à cette station. La raison devrait être causée par l’hétérogénéité de la structure autour du volcan Tangkubanperahu.

L’emplacement du tremblement de terre et le mécanisme focal

Les hypocentres SED relocalisés obtenus par la méthode JHD pour tous les événements énumérés dans (tableau 1) et leurs solutions à double couplage des résultats du tenseur de moment énumérés dans (tableau 2) sont tracés dans (figures 6 et 7). La plupart d’entre eux semblent avoir une relation avec la faille de Lembang. Seuls deux événements très peu profonds (à une profondeur inférieure à 5,0 km) sont situés dans la partie est et il est donc peu probable qu’ils aient une relation avec la faille de Lembang.

Les événements liés à la faille de Lembang suggèrent fortement que cette faille a une cinématique gauche-latérale avec une composante légèrement de confiance. Le mouvement vectoriel NNE de la plaque australienne (e,g. ) pourrait avoir été responsable de la réversion cinématique de la faille de Lembang après son mouvement gravitationnel vertical initial. Le mouvement initial du segment est de la faille a pu être déclenché par l’éruption cataclysmique du volcan de la Sonde, comme l’explique Van Bemmelen, et celui du segment ouest par l’éruption cataclysmique du volcan Proto-Tangkubanperahu, comme le déduisent Nossin et al. mais les mouvements ultérieurs ont dû être déclenchés par une lente accumulation de déformation due au mouvement NNE de la plaque australienne. On peut déduire ici que, bien que la faille de Lembang ait été formée cinématiquement comme une faille normale, elle est redevenue cinématiquement une faille à glissement latéral gauche avec une composante de confiance (dip-slip). Cela pourrait expliquer l’apparition de lignes de glissement avec une composante horizontale signalée par Tjia (1968).

La trace de surface largement reconnue de la faille de Lembang s’étend sur environ 15 km dans l’ESE – WSW (figure 1) avec une orientation de ~ N282°E. Les événements 2, 3, 4, 5, 8 et 9 sont distribués dans une zone située à l’ouest de cette trace de surface bien connue de la faille de Lembang (figure 6). Comme les hypocentres de ces événements se trouvent à une certaine distance de cette trace en surface, ils semblent à première vue ne pas être liés à la faille de Lembang. Mais les directions des plans de faille désignés (I) dans le tableau 2 sont tout à fait compatibles avec la direction de la faille de Lembang. Leur distribution verticale le long de la section transversale AB indiquée dans (Figure 7) s’aligne également bien avec une possible extension vers l’ouest de la faille de Lembang, en supposant le pendage quasi vertical qui est cohérent avec les plans de faille estimés. Pour ces raisons, nous interprétons ces événements comme étant liés à la faille de Lembang. Cela implique que la faille de Lembang s’étend au moins 10 km plus loin vers l’ouest que ce que l’on pourrait déduire de son tracé en surface. Par conséquent, il devrait y avoir une ligne de faille qui s’étend légèrement vers l’ouest à partir du point final de la faille de Lembang. Cette ligne pourrait être reliée à la ligne de faille existante de Lembang et morphologiquement non exposée (ligne en tirets dans la figure 6), ou bien il s’agit d’un segment différent de la faille de Lembang. En se basant sur la cartographie régionale des caractéristiques morphologiques, Horspool et al. ont notifié qu’à l’extrémité ouest, la ligne de faille est légèrement crochetée vers le sud, montrant une forme de queue de cheval. A l’extrémité sud de cette forme en queue de cheval, une autre ligne de faille possible s’étend presque parallèlement à la faille de Lembang où au nord de cette ligne, les événements 2, 3, 4, 5, 8, 9 sont distribués. Par conséquent, nous interprétons simplement que ces événements étaient liés à cette ligne qui est probablement un autre segment de la faille de Lembang. A partir de ces événements, nous pouvons également déterminer la géométrie de la faille de Lembang. La direction moyenne est d’environ 277°, ce qui n’est pas si différent de la ligne de tendance de surface de 282°, le pendage est d’environ 85° et le râteau est d’environ 35°.

Le résultat de la mesure GPS de l’azimut de glissement de la plaque australienne a donné une direction moyenne de ~ N20-21°E . Comme la tendance générale de la faille de Lembang est N282°E (figure 8), la cinématique possible de la faille devrait donc avoir une composante latérale gauche. La direction générale de l’axe de pression de tous les événements distribués dans la partie occidentale de la faille de Lembang confirme cette idée. La direction moyenne de ces événements est une faille oblique latérale gauche avec un axe de pression moyen de N 225.3° E. Ceci peut expliquer le développement de la caractéristique en forme de queue de cheval entre la ligne de faille existante de Lembang et la ligne supplémentaire proposée comme un jog transtensionnel. Une nouvelle géométrie schématique de la faille de Lembang est présentée dans (Figure 9).

Les événements qui se sont produits dans la partie orientale de la faille de Lembang sont distribués dans une zone où une structure de graben s’était développée pendant l’éruption cataclysmique du volcan Sunda à environ 0,2-0,18 Ma . Une paire de failles orientées E-W au nord et au sud bordent ce graben. La limite sud est alors reconnue comme le segment est de la faille de Lembang. Cette structure géologique initiale influence l’évolution tectonique locale ultérieure, comme l’indiquent les événements 1, 6 et 7. Les mécanismes focaux de ces événements, en particulier les événements 1 et 7, suggèrent une composante apparente de faille normale (effondrements gravitationnels). Les événements 1 et 7 pourraient être liés à la formation de failles mineures dans la zone du graben au nord de la faille de Lembang. En raison de sa position (figure 7) et de son mécanisme focal, l’événement 6 pourrait être lié à la partie orientale de Lembang. La composante latérale gauche évidente de l’événement 6 est cohérente avec celles des événements distribués à l’ouest de la faille de Lembang et suggère donc fortement une cinématique latérale gauche de la faille de Lembang.

Structure des vitesses

La structure 1-D comprenant les vitesses des ondes P et S (tableau 3) obtenues par la méthode JHD est présentée sous forme de graphiques de la profondeur en fonction de la vitesse (figure 10). L’interprétation est donnée dans cette figure. Trois couches peuvent être distinguées à partir du graphique Vp, à savoir des valeurs Vp élevées à des profondeurs supérieures à 6 km, à l’exception de celle de 18 km, des valeurs Vp modérées à des profondeurs comprises entre ~6 et ~0,75 km, et des valeurs Vp faibles à des profondeurs inférieures à 0,75 km. Les valeurs de Vp élevées, modérées et faibles sont supérieures à 4,0, 3,0-4,0 et 2,0-3,0 km/s respectivement. Deux couches peuvent être distinguées à partir du graphique Vs, c’est-à-dire un Vs élevé à des profondeurs supérieures à 6 km et un Vs faible à des profondeurs inférieures à 6 km. La gamme des valeurs Vs élevées et faibles est supérieure et inférieure à 2,5 km/s respectivement. Deux couches peuvent être distinguées à partir du graphique Vp/Vs, c’est-à-dire un Vp/Vs élevé à des profondeurs supérieures à 0,75 km et un Vp/Vs faible à des profondeurs inférieures à 0,75 km. La gamme des valeurs élevées et faibles de Vp/Vs est supérieure et inférieure à 1,5, respectivement. En conséquence, on peut déduire que la configuration stratigraphique autour de la faille est composée de trois couches, à savoir une couche de Vp/Vs élevée avec des Vp et des Vs élevés à la base (moins de 6 km), une couche de Vp/Vs élevée avec des Vp modérés et des Vs faibles au milieu (6 – 0,75 km), et une couche de Vp/Vs faible avec des Vp et des Vs faibles au sommet (moins de 0,75 km). La limite supérieure de cette couche se situe probablement à une profondeur comprise entre 0,5 et 1 km, comme l’indiquent les diminutions importantes de Vp/Vs et Vp. On suppose que cette limite se situe à 0,75 km. La limite inférieure se situe probablement à une profondeur comprise entre 5 et 8 km, comme l’indiquent les diminutions importantes de Vs et Vp. On suppose que cette limite inférieure se situe à 6 km. Les Vs sont relativement faibles dans les couches supérieures et moyennes avec une fluctuation subtile.

Un faible Vp/Vs avec un faible Vp dans la couche supérieure peut être corrélé avec un grand rapport d’aspect de la teneur en eau dans les pores des roches. Takei rapporte que les pores remplis d’eau ont un effet différent sur la vitesse sismique et le coefficient de Poisson, qui dépend de la forme des pores. Les pores remplis d’eau d’un petit rapport d’aspect diminuent la vitesse sismique avec l’augmentation du rapport de Poisson. Les pores remplis d’eau d’un grand rapport d’aspect, cependant, peuvent diminuer légèrement le coefficient de Poisson avec une vitesse sismique décroissante. De ce point de vue, un rapport Vp/Vs élevé avec un Vp modéré et un Vs faible dans la couche intermédiaire peut indiquer un rapport d’aspect plus faible de la teneur en eau de cette couche par rapport à celle de la couche supérieure. Un Vp/Vs plus faible avec un Vp et un Vs élevés dans la couche inférieure peut indiquer le plus petit rapport d’aspect de la teneur en eau par rapport à celle des couches médiane et supérieure.

Par comparaison avec la géologie générale de la zone d’étude (figure 11), la couche supérieure devrait représenter la couche volcanique quaternaire. Les couches intermédiaire et inférieure devraient représenter la couche sédimentaire tertiaire ou le socle selon Satake et Harjono .

Les corrections de station obtenues par la méthode JHD sont présentées dans le tableau (tableau 4). On observe que la correction de station négative au LEM se produit sur le substratum rocheux et que les positives sont celles sur les roches sédimentaires ou d’altération. Cela signifie que les vagues sont arrivées plus tôt aux stations sur les roches de fond que celles sur les roches sédimentaires ou altérées. Pujol a obtenu une correction de la valeur négative liée aux anomalies de vitesse élevée et vice versa à partir des données de la séquence principale-choc-après-choc de Loma Prieta, Californie. Notre résultat montre une indication similaire à celle de Loma Prieta. La valeur négative à LEM est liée à l’affleurement de la roche ignée (anomalies de vitesse élevées) le long de la faille de Lembang. Les plus à TKP, MYN et ATR sont liés à la zone volcanique (anomalies de faible vitesse).

Conclusions

D’après cette enquête, la stratigraphie de la zone d’étude a été révélée sur la base de Vp, Vs et Vp/Vs, constituée de trois couches. Dans une perspective de rapport d’aspect de la teneur en eau, la couche supérieure avec un faible Vp/Vs, un faible Vp et un faible Vs est composée de roches avec le plus grand rapport d’aspect de la teneur en eau. La couche inférieure avec un Vp/Vs élevé, un Vp élevé et un Vs élevé est composée de roches avec le plus petit rapport d’aspect de la teneur en eau. En comparaison avec la géologie générale de la région, la couche supérieure devrait représenter la couche volcanique quaternaire, et les couches intermédiaire et inférieure devraient représenter la couche sédimentaire tertiaire.

Le mécanisme de source des tremblements de terre le long de la faille de Lembang est une faille latérale gauche. Tous les événements occidentaux sont probablement liés à un nouveau segment de la faille de Lembang. Ce nouveau segment est peut-être développé par la pression de la plaque australienne indiquée par la caractéristique de la queue de cheval. Deux événements orientaux peu profonds sont liés aux failles mineures et causés par un effondrement gravitationnel.